西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用

西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用 西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作 用 第27卷第4期 2005年12月 地震地质 SEISMOLOGYANDGEOLOGY Vo1.27,No.4 Dec.,2005 西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用 陈杰ScharerKMBurbankDWHeermanceR王昌盛 1)中国地震局地质研究所,地震动力学国家重点实验室,北京100029 2)DepartmentofGeologicalSciences,UniversityofOregon,Eugene,0R97403,USA 3)DepartmentofGeologicalSciences,UniversityofCalifornia,SantaBarbara,CA93106,U SA 摘要通过对明尧勒活动背斜喀浪勾律克河剖面生长前地层和翼部生长地层几何结构的填图以 及变形河流阶地的系统测量,结合磁性地层及释光年代学研究,认为该背斜的滑脱褶皱作用起始于距 今约1.6Ma,其总体几何结构形成于褶皱作用的早期,但其生长扩展并不完全遵从自相似性特征.持 续的缩短作用部分被褶皱翼部陡倾膝折带的加长所吸收(由此导致背斜波幅的增加),另一部分可能 是通过不同时期褶皱翼部不同膝折带组的旋转和迁移来实现的.明尧勒背斜的持续构造抬升是背斜 区河流下切形成多级基座阶地的主因.晚第四纪褶皱的生长以背斜的垂直抬升为主,主要集中在北 翼近核部,背斜宽度变化不大.背斜不同时期的抬升量和抬升速率均大于其缩短量 和缩短速率,明 明尧勒背斜的变形以翼旋转为主(Pobleteta1.,1996).背斜自形成以来缩短速率和抬升速率均有减 小的趋势. 关键词天山滑脱褶皱生长地层磁性地层河流阶地翼旋转膝折带迁移 中圈分类号:P546文献标识码:A文章编号:0253—4967(2005)04—0530—18 O引言 远离板块碰撞边界(1000,2000km)的天山是世界上最年轻和最宏伟的陆内造山带,同时 也是中亚地震活动最为频繁而强烈的地区.尤其是喀什一带的天山宽约300—400km,是其现 今最为活跃的一段,1902年曾发生了新疆境内迄今历史记载的最大地震阿图什8地震.沿东 经76.附近横跨这段天山的GPS地壳缩短速率为20,24mm/a(Abdrakhmatoveta1.,1996; Reigbereta1.,2001),几乎占印度板块现今向北推挤速率的一半.其中吉尔吉斯天山晚更新世 地壳缩短速率与现今GPS地形变速率一致,均为约13mm/a(Thompsoneta1.,2002). 分布于 整个吉尔吉斯天山的5,6条高角度,切割脆性地壳的逆断层吸收了这一缩短作用(Molnaret a1.,2000;Thompsoneta1.,2002).在中国境内西南天山的现今地壳缩短速率为7,lOmm/a, 这与地质时期的变形速率是否一致?其变形速率是如何随时问变化的?何种构造吸收了这一 变形? 位于喀什前陆盆地南缘的喀什一阿图什褶皱一逆断裂带由3排NEE向左阶雁列展布的褶 皱一逆断裂带组成,长约150km,宽约30km(图1b).包括木什,明尧勒,喀什,阿图什一 塔浪 [收稿日期]2005—12—13收稿,2005—12—16改回. [基金项目]国家自然科学基金(40372081与49602036)和地震科学联合基金重点课(201018)共同资助. 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用531 河,木吐勒一八盘水磨等背斜.这些褶皱均为形成于晚新生代的滑脱褶皱,所有褶皱构造在深 部均归并于8,9km深的古近系底部由石膏层构成的低角度滑脱面上,吸收了吉尔吉斯天山以 南现今GPS观测地形变的大部分(Chenela1.,2002;Scharereta1.,2004).但我们目前尚无法 回答以下问题:这些背斜构造起始变形于何时?是以何种方式和机制生长扩展的?其变形方 式和生长机制是如何随时间变化的?不同时期的变形速率是否一致?针对这些问题,我们对喀 什一阿图什褶皱一逆断裂带明尧勒活动背斜变形河流阶地进行了系统测量,对其下伏已强烈褶 皱的晚新生代地层进行了详细填图,结合磁性地层及释光年代学研究,获得了明尧勒背斜构造 变形的起始时间,不同时期的变形样式,变形机制及速率. l明尧勒背斜的构造变形特征 明尧勒背斜位于喀什一阿图什逆断裂一褶皱带的最西端(图1),帕米尔前缘逆冲推覆 体——卡兹克阿尔特逆断裂和木什背斜的北侧.西起卡拉贝水文站西,东止于明尧勒河东.走 向近EW,呈一略向南凸出的弧形.全长约40km,南北宽约1Okm,为一北陡南缓的宽缓不对称 箱状背斜.卡兹克阿尔特逆断裂上盘的古近系和新近系向北逆掩在明尧勒背斜西 南翼的西域 砾岩之上.1985年乌恰7.4级地震在该背斜南侧形成长约15km的地震地表破裂带(冯先岳 等,1994;陈杰等,1997).背斜东倾伏端以狭窄的向斜与喀什背斜交接. 背斜总体向东倾伏.在地貌上,背斜地形高点位于西端,沿山脊线背斜地形由西向东递减 (图ld),地形高差达840m.而并非常见的对称状"碗"形或"弓"形(Burbanketa1.,1999;Bur— banketa1.,2001).康玉柱等?对该构造的详细填图表明,沿走向背斜核部出露的地层由西向 东渐新,背斜构造高点亦由西向东渐低,这可能说明背斜是由西向东侧向扩展生长的(Hetzelet a1.,2004). 背斜由中新统乌恰群砂泥岩(N),上新统阿图什组砂岩及砂砾岩(N)和更新统西域组砾 乌恰群与阿图什组间均为连续沉积,西域砾岩与下伏阿图什组为进积岩(Q)组成. 式沉积接 触(陈杰等,2001;Scharereta1.,2004),造成背斜轴面至西域组底界的地层厚度在南翼明显比 北翼厚1.5,2倍(图1c),即背斜南翼的阿图什组厚度明显大于北翼,而西域砾岩的厚度在北 翼要明显大于南翼. 乌恰群和阿图什组构成了背斜的基本几何形态,相互问近于平行,地层厚度及产状没有显 着变化(图1c),为一套生长前地层.在背斜南翼的阿图什组顶部,地层产状由厚约790m,倾角 为58.的倾斜岩层向上迅速递变为34.,其上被倾角13.的南倾阿图什组砂岩角度不整合超覆 (图1).在该不整合面以上2m处西域砾岩整合沉积在阿图什组之上.显然阿图什组 顶部及其 上覆的西域砾岩是一套与褶皱构造变形同期沉积的生长地层.在背斜北翼阿图什组上部和西 域砾岩中并未发现此角度不整合,仅在西域砾岩中上部发育生长地层,表明此角度不整合的发 育时间非常短. 背斜地形高点由最外部胶结坚硬的西域砾岩组成.背斜构造已被强烈地剥蚀,在地表仅形 成高约500—800m的地形.构造横剖面却表明曾形成了高约2km的构造地貌.值得注意的 是,喀浪勾律克河以西背斜地形高出河东岸地形约200m(图1d),其原因可能为:1)背斜的生 ?康玉柱等,1978,新疆塔里木盆地喀什拗陷地质构造特征及含油气远景评价报告. 532地震地质 一 i ? d E 墟 1辎 2 蝉 3E 4芝 8 厂]~ittfl.组和乌恰群 一嘉擀……8:式沉积接触(浅色调为推测部分).\; 9=兰滑脱丽(租熊线及F伏未变形地层)实测地崖倾角(黑线)及地形线(细线) 图1明尧勒背斜构造位置及横剖面 Fig.1Topography(derivedfromGTOPO30DEM)andCORONAimageoftheMingyaolean ticline,southwest TianShanandstructuralcro$~一sectionalongtheKalangoulvkeHe. aGTOPO30DEM地形示研究区位嚣;bCORONA航片示明尧勒背斜在喀什一阿图什逆断裂一褶皱带中的位置,各背斜周 缘的不连续黑灰色条带为胶结致密坚硬的西域砾岩;c喀浪勾律克河明尧勒背斜构造横剖面(据Scharereta1,2004); d沿明尧勒背斜走向的山脊线地形剖面 长扩展是分段进行的(Muellereta1.,1997),河西段较河东段背斜先生长发育,这要求在喀浪勾 律克河附近发育横向断层(tearfaults),以调节两侧的差异变形.然而沿河谷的详细填图表明, 河两岸地层沿走向是连续的,并未发现任何断错现象,因此可以排除这种可能.2)喀浪勾律克 河是先成河,由于背斜由西向东的扩展生长,喀浪勾律克河不断向东侧蚀,背斜的抬升量小于河 流的侵蚀下切量,至河流东,西岸地形高差达200m时,背斜的抬升量开始大于河流的侵蚀下切 量,最终形成现今的地形地貌.我们更倾向于这种解释. 通过对横穿背斜喀浪勾律克河剖面的大比例尺填图,结合地震反射剖面等深部资料(Miao eta1.,2005),编制了如图1(C)所示的明尧勒背斜构造横剖面.剖面中轴面位置的确定除依据 野外观察资料外,主要采用了尽量减少陡倾等倾斜岩层长度使缓倾等倾斜岩层长度最大化的原 则,由此获得的是背斜生长前地层的最小地壳缩短量.基于:1)生长前地层构成一 北陡南缓的 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱摺皱作用533 宽缓不对称箱状背斜.北翼地层倾角达70.,南翼可达58.;2)8,9km深处发育一由古近系底 部膏泥岩构成的近水平滑脱层,在地震反射剖面上表现为一强反射层;3)该滑脱面之上未见断 坡(faultramp)发育;4)背斜两翼发育旋转退覆一超覆生长地层楔.我们认为明尧勒背斜是一 滑脱褶皱(Sharereta1.,2004). 2褶皱变形的起始时间 2.1古地磁样品的采集,测试与统计 为了确定生长地层的起始年代,对位于明尧勒背斜南翼喀浪勾律克河东岸大冲沟的明尧勒 剖面(地理坐标为39.49.N,75.47.E)(图2)阿图什组上部和西域组下部厚1147m的岩层进行 了系统的古地磁取样.尽可能选择泥岩,砂质泥岩或粉砂岩层布置了105个采点(层位),每个 采点用轻便钻机钻取定向岩心2,3个.具体采样参见Chen等(2002). 在德国波茨坦地学中心古地磁与岩石磁学实验室的零磁空间,用全自动2G755SRMDC— SQUID超导低温岩石磁力仪(本底噪声约3,4×10emu)完成了105个样品(每个层位选择 1个样品)的测试分析.对于测量结果不好或极性带仅有一个样品限定的层位,另外选择2,3 个样品(共30个样品)在美国加州理工学院古地磁实验室用2G超导低温岩石磁力仪进行了测 试(具体见Cheneta1.,2002).所有样品均先进行了3步(通常最大至5mT或10mT)三轴 交变退磁,之后采用了150,690%至少9,13步的逐步热退磁,同时测量了磁化率以监测样品 加热过程中是否有新生磁性矿物产生(需要指出的是,加州理工学院古地磁实验室样品的加热 退火是在氮气环境下进行的,因此未进行磁化率测量). 退磁结果表明,该剖面绝大多数样品均可分离出特征剩磁.大多数样品携带的剩磁方向基 本由2个分量组成.低温分量(LTC)在交变退磁或加热至150~C时即被清洗掉,高温分量则显 示了样品应有的特征剩磁方向(图2).高温分量无论是正极性还是反极性,其退磁曲线均较简 单,在300%或400,580%的温度区间都可分离出稳定的单一剩磁组分,可获得稳定的特征剩 磁,当加热温度高于580%或610%时,样品剩磁方向的变化几乎是随机的(如M44.3),这类样 品的磁载体可能是磁铁矿.一部分样品(如图2中的M31.3,M36.1,M46.3)300%之后剩磁强 度随着温度升高逐步减小,但剩磁方向变化较大,至580—680%才显示了明显的指向原点的线 性衰退,这类样品的磁载体可能是赤铁矿.剖面绝大部分样品属于这两种类型.还有一部分样 品处于极性转换带附近,显示了极为复杂的退磁特征,只有极个别的样品通过主向量分析获得 了稳定的特征剩磁方向(如M36.1).该剖面其余样品高温剩磁方向的变化几乎是随机的,无 法获得其特征剩磁. 对所有系统退磁数据分别用NowaczykNR博士和JonesCH博士编制的古地磁软件 (Jones,2002)进行了分析处理,用Kirschvink主向量分析法(Kirschvink,1980)求得每 个样品的 特征剩磁方向.采用至少3个(多为4—8个)温度点进行最小二乘法拟合. 明尧勒剖面除21个样品无法获得特征剩磁方向或其磁偏角与磁倾角矛盾外,最终获得了 114个样品的特征剩磁方向(占总数的85%)(图3a).其中4个样品的最大偏离角(MAD)l0 <MAD<14,其余样品的MAD均<10,绝大多数样品MAD?5.我们对这些高温特征剩磁方向 分别进行了倒转检验和褶皱检验. 用McFadden等(1990)提出的公式进行了明尧勒剖面高温特征剩磁方向的倒转检验(图 534地震地质27卷 3a),未通过共同分布检验(c0mm0ndistributi0ntest),在91.54%置信度上正极性样品与负极性 样品平均特征剩磁方向不具有一个共同真平均方向.利用解靴法检验(bo.tstraptest),求得正 极性样品与负极性样品平均特征剩磁方向的角度差为2.77.,临界角为9.77.(在95%置信度 上),通过了B级倒转检验(在20.7%置信度上正极性样品与负极性样品平均特征剩磁方向有 一 个共同真平均方向的假设是不成立的). 图2典型样品的逐步热退磁正交矢量投影和等面积赤平投影(地层坐标系) Fig.2RepresentativeZijderveldandequal—areaprojectionsplotsfromdemagnetizationexperiments (aUinTilt—correctedcoordinates). 中AF为交变退磁(单位:Gauss);T为热退磁(单位:?);单位刻度(除M36.1外)=10,eTnu;?为现今磁场 实心?为磁偏角或下半球投影;空心口为磁倾角或上半球投影 用McFadden等(1981)提出的褶皱检验方法,对上述明尧勒背斜南翼的磁性地层剖 面和阿 图什一塔浪河背斜两翼的博古孜河磁性地层剖面倾斜校正前,后的高温特征剩磁 方向(Chenet a1.,2002)进行了对比.经过倾斜校正后的精度参数(k=13.67)明显优于校正前的(k= 1.12)(图3b). ,(R)=[(N—m)/(m一1)儿(a+b+c—/(a+b+c))/2(?一a—b—c)] 上式中(m=3)为参与检验的褶皱翼个数.R(R=397.7),a(Ra=100.9),Rb(Rb= 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用535 W W 地理坐标 N O=3481I=75 560.0*938 N=50 D:1718f=62 k784.a95=678 N=64 地层坐标 N D=3517.I=456 k=717.a.5=81O VGP6177N34413E N=5O E D:1755I_462 k=1002.a95=5r91 VGP:8216N.35152E N=64 叫尧勒背斜南翼 D=3477.I=483 k=142,a=2028 Ra=341N=114 阿圈什.塔浪河背斜南翼 D=1392.70 k=109.a日s=2843 Rb=229N=280 阿图什一塔浪河背斜北翼 O=626Ij607 k=2.44.a?=19.64 RC=211N=35 明尧勒背斜南髯 D=3539.I=460 k8.60,a?=4.80 VGP:6204N,34833E Ra=1009.N=114 阿图f1一塔浪M背糸1南翼 D=3507I:435 k1773.a95205 VGP:6309N.84127E 尺b=2643N=:280 E 阿图什一塔浪河.if-斜北龚 D=26f=507 k=1842.ag5=581 VGP:585N.431E Rc=332N=35 图3明尧勒剖面高温特征剩磁方向稳定性的倒转检验(a)和褶皱检验(b) Fig.3Reversaltest(a)andfoldtest(b)ofpaleomagneticstabilityintheMingyaolesection. 空心(实心)小圆为特征剩磁方向的上(下)半球投影.空心大圆为95%置信度;?为现今磁场;N为统计样品个数;D,,分 别为磁偏角和磁倾角;k为Fisher统计精度参数;.为平均方向的95%置信度;VGP为虚磁极;R为参与统计的样品特征 剩磁平均方向的合成矢量长度 264.3)和尺c(Rc=33.2)分别是所有参与统计的样品,明尧勒背斜南翼和阿图什一塔浪河背斜 南,北两翼经倾斜校正后的高温特征剩磁平均方向的合成矢量长度.N,Na,Nb和?c则分别是样 品总数(429),明尧勒背斜南翼样品数(114)和阿图什一塔浪河背斜南翼样品数(280),北翼样 536地震地质 品数(35),即N;Na+?b+Nc=429.,(R)=2.04,<95%置信度的临界值F[0.05,2 (m一1),2(』,r—m)]=2.38,在95%置信度通过了褶皱检验,即明尧勒背斜南翼和阿图什一 塔浪河背斜南,北两翼经倾斜校正后的高温特征剩磁平均方向具有一个共同的真平均方向. 上述两个稳定性检验结果表明,在该剖面所获得的特征剩磁方向是稳定可靠的,剩磁是在 沉积时或稍后,地层被褶皱和掀斜变形前获得的. 2.2阿图什组一西域组的磁性地层年代与褶皱变形时间 用已经过倾斜校正和磁偏角校正的114个样品的磁偏角和磁倾角计算虚磁极(Virtualgeo— magneticpole,简称VGP)位置,将每个样品的VGP纬度和磁偏角沿地层柱作图,获得了明尧勒 剖面的极性序列(图4).剖面共有3个负极性带(从下往上依次编号为r1一r3)和3 个正极性 带n1—3(图4).每个极性带均由3个以上样品组成. 与剖面东侧阿图什一塔浪河背斜的博古孜河磁性地层剖面相比(Cheneta1.,2002;Scharer eta1.,2004),所测磁性地层剖面显然包括了阿图什组的中上部和西域组的下部,即 其时代应年 轻于5MaBP.喀什盆地阿图什组西粗东细,沉降中心在阿图什一带,明尧勒剖面地 层岩性明显 a明尧勒剖面 VGP纬度/(.) ?450惦? 地磁极性年表 (Candeeta1..1995) 磁性地崖 lma) O.78一 , " i'f211.2O_1.拿b博古孜河剖面磁偏角/()VGP纬度/(.)知蚰2703COgO"90-4-504-5.0 岩石地层酬1700.羹? 潮黼黼嘲 雌 1500' 140o? 蛋3oo一?? 12口0. 罱r一 i 11oo+ 00o? 茹 900? 800? 700? 600?== 500? 400,一 3o0 200?一 100? { 图4明尧勒剖面(a)岩石地层,磁性地层,磁偏角,相应的VGP纬度及与地磁极性年 表 (Candeeta1,1995)和博古孜河剖面(b)磁性地层(Cheneta1.,2002)的对比 Fig.4Lithologyandmagnet0stratigraphicresultsfromMingyaolesectionwithdeclination,a ndVGPlatitudeplot— tedagainststratigraphieheightandcorrelationtotheGPTSofCandeandKent(1995)andpola rityoftheBoguzihe section(Cheneta1..2002). lJ0. 一.嚏 , 船 112 协?一 椰mm_一u|u|帖_ 41238O1235 333?3 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用537 较博古孜河的粗?.正极性带n1厚>350m,若以博古孜河磁性地层剖面的沉积 速率约 825m/Ma(Cheneta1.,2002)推算,nl所代表的时间间隔至少为0.4Ma.结合整个磁性 地层剖 面极性带的分布样式,与Cande等(1995)的地磁极性年表进行对比,可将剖面最下 部的正极性 带n1对应于高斯正极性时的C2An.1n,n3对应于Olduvai正极性亚时(图4). 据此获得明尧勒剖面的平均沉积速率约为 740m/Ma(图5),比博古孜河剖面的略低.通过对 极性带边界年龄的外插,推算明尧勒背斜起始变形 于距今约1.6Ma.西域砾岩的底界具有穿时性,其 底界年龄在背斜南翼略晚于1.6MaBP,在背斜北翼 西域砾岩的底界位于该等时线之下约660m,约为 2.5MaBP(图1). 3第四纪晚期喀浪勾律克河流阶地的 变形 3.1阶地总体特征 喀什前陆盆地主要横向水系源自天山腹地冰川 融水以及局部和区域暴风雨.较小的支流和溪流则 来自于短暂的山洪爆发.喀浪勾律克河是区内较大 的河流之一,在进入明尧勒背斜时形成宽谷,但在进 入西域砾岩区后却以窄谷退出背斜(图1b,图6a). 在背斜峡谷区,河谷是宽阔的,以过渡性辫状水系为 主;在背斜峡谷区之外,则以洪泛平原相辫状水系为 主.背斜区的现代河流纵剖面坡度约为1..喀浪 勾律克河斜穿明尧勒背斜时,在不同构造部位,发育 { 键 瞍 簧 图5明尧勒,博古孜河实测剖面地层厚度 与其磁性地层年龄间的关系图 Fig.5Ageversusstratigraphicthicknessplot oftheMingyaoleandBoguzihesectionsusing dataandcorrelationsfromFig.4. 了不同类型和级数的阶地(图1,6).河流阶地及现代河床在背斜区发生了褶皱变形,阶地愈 老,褶皱幅度愈大.河床及阶地面的宽度在穿过背斜时也发生了变化,在背斜核部及北翼较窄, 在背斜南翼及背斜区外明显变宽. 利用大比例尺航片和地形图对这些变形阶地进行了填图,并用全站仪对这些阶地进行了测 量(图6).用反射镜测量的水平距离和高度误差<0.1m.这一误差要远小于阶地面或基座面 由于侵蚀而造成的局部起伏.由于阶地大多发育于河谷的东岸,测量仅局限在河谷的东侧(除 T.外).大部分的测量路径是线性的并平行于阶地梯度.阶地坡度采用最小二乘法计算.在 阶地面掀斜量较小处(或分布面积较小的零星阶地面),同时测量了纵向和横向剖面,并通过线 性回归法来拟合阶地面.在可能的情况下,我们同时测量了阶地基座面和阶地面.在测量中, 尽量避开阶地面上后期堆积的年轻崩积面以及阶地的外缘(此处阶地砾石堆积可能被剥蚀 掉).最终的测量数据被投影在与背斜轴向正交的垂面上($42.W). 现代河床在背斜两侧的向斜区较宽,以沉积作用为主,堆积了较厚的砂砾石.进入背斜区 ?黄福林等编写,1982,塔里木盆地西部构造体系成生发展及找油方向探讨. 538地震地质27卷 E , 旭 墨 犍 水平距离,km E , 桓 赡 图6沿喀浪勾律克河横穿明尧勒背斜的阶地分布及实测河流纵剖面 Fig.6MapandprofilesofKalang0u1ukehefluvialterracesacrosstheMingyaoleanticline. a大比例尺航片示喀浪勾律克河阶地分布(位置见图1b);b实测阶地纵剖面图,灰白条带为生长前地层,无垂直放大,生长 前地层褶皱轴面(黑线)无垂直放大,阶地剖面及阶地褶皱轴面(黑线)垂直放大10倍,以确保轴面正确投影在阶地上;数 字为生长前地层倾角或阶地坡度(负值为逆时针旋转,正值为顺时针旋转),一k为褶皱轴面编号.阶地T和T,较 连续分布在整个背斜;c背斜北翼阶地面T.实测纵剖面 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用539 后,现代河床变窄,以侵蚀作用为主,多处可见裸露的新近纪基岩而无河床堆积,仅在局部河段 沉积了厚<1m的砂砾石.这表明背斜现今仍在活动抬升中. 在背斜区段阶地最为发育(图6),由低而高共有T,T,L,T,T,T,T7级阶地(阶地T 与T仅零星出露,规模极小,与T,较难分辨,故与T,合并),均为基座阶地,基座上覆 0.5— 10m厚的砂砾石堆积(偶夹粉砂透镜体),阶地堆积厚度大多<2m.除低阶地外,这些阶地主要 保存在河东岸,大多零星出露.这些阶地在背斜不同部位往往由多个次级小阶地(用a,b,c …… 表示)组成.阶地面上的碎屑紧密地相互充填,显示了曾被风蚀的特征.远离侵蚀下切的 冲沟,阶地面总体上是平坦的,仅有轻微侵蚀(图6b).阶地面和基座面基本是平行的.基座在 背斜区大部分地段由乌恰群和阿图什组苍棕色砂岩,粉砂岩及泥岩互层组成,仅在背斜两翼出 山口处由灰黑色厚层块状西域砾岩组成. 阶地T.仅发育在背斜两翼,背斜核部未见保存,在南翼拔河高度为100,110m,比阶地T 高20,30m.阶地T仅残存于背斜北翼近核部.阶地T和T在背斜区内最为发育,分布最 广,沿喀浪勾律克河东岸断续分布.阶地面T和T,拔河高度在背斜核部分别为25m和135m, 在背斜北翼分别为16,18m和80,85m,T在背斜南翼拔河高度约70m. 在背斜南翼由西域砾岩构成的山脊以南,仅发育2,3级堆积阶地.在背斜北翼由西域砾 岩构成的山脊以北的向斜区,仅发育高,低两级堆积阶地,其拔河高度由南向北因远离背斜而渐 低.高阶地与戈壁冲洪积扇连为一体组成宽阔平坦的戈壁面.低阶地向北不远即与戈壁面[ 为一体,此时阶地面仅高出河床不足10m. 3.2阶地的变形特征及其与生长前地层和褶皱轴面间的关系 在河流纵剖面上(图6b),背斜两翼阶地面倾向与下伏基座岩层的倾向近于一致但 并不平 行产出,阶地面褶皱核部与生长前地层背斜核部处于相同部位,背斜北翼阶地面均发生北倾,与 现代河流梯度相反(图6).背斜区这些阶地总体上可被分为高(T,和|rq),低(T.一T)2组阶 地,2组阶地问的垂直落差可达50,100m(图6b).与现代河流梯度(约1.)相比,年轻的低阶 地面在背斜两翼均发生了轻微的掀斜. 在所测量阶地的最南端(图6a),河西岸仅发育阶地T.,河东岸仅发育阶地T.这2个阶 地面上均可见一走向约N65.E的SE倾阶地褶皱陡坎(图7).褶皱陡坎发育在阶地基座阿图 什组中2个具不同倾角等倾斜岩层区的转折(即褶皱轴面i)处(图6b).褶皱陡坎南北两侧阶 地沉积物均呈近水平状态,北高(拔河高度14,15m)南低(拔河高度10,11m).在褶皱陡坎 北侧,近水平的松散阶地砂砾石沉积角度不整合在产状为158./58.的阿图什组(Na)之上.向 南,地形发生变化,阶地砂砾石沉积物被褶皱,出现一斜坡,即"褶皱陡坎",最大倾角约11., 13..在褶皱陡坎南侧,下伏阿图什组的倾向为155.,倾角34..褶皱陡坎之上和其南北的阶地 砂砾石沉积连续,未见断层发育,高程的差异和阶地砂砾石堆积的褶皱是由下伏基座岩层沿褶 皱轴面继续发生褶皱作用所致.褶皱陡坎在背斜南翼的T和T:阶地上连续分布,东西向延伸 达600,800m,其走向与下伏基座岩层的走向一致.但在现代河床及河漫滩均未发现该褶皱陡 坎,可能已被剥蚀.阶地面T,T,T:以及现代河床的坡度基本相同(图7b),近平行产出, T.,T2阶地面上的褶皱陡坎形态极为类似,坡角均为11.,13.,坎高约4m,这表明该褶皱陡坎 是在2个阶地形成后以膝折带迁移机制发育的,在这2个阶地形成过程中,轴面i可能是不活 动的. 540地震地质27卷 b沿S42.E方向的距离,m 图7实测河流阶地最南端褶皱陡坎 Fig.7SurveymapandprofileoffoldscarpsatsouthernendofKalangg0ulukehefluvialterrace s a实测河流阶地最东南端测点与褶皱陡坎平面分布;b沿$42.E方向河流阶地实测纵剖面 在背斜南翼,高阶地T连续分布,其阶地面由向南递降的5个次级小阶地面组成(图 6b).由于基座未出露,我们无法对T阶地的基座面进行测量.这种台阶状阶地面可能起因于 下伏基岩地层内的断层作用(如顺层滑动),也有可能是阶地形成前河流的侧向迁移造成的. T,一 阶地面相对于现代河床的掀斜量可达1.,1.3..轴面,与h之问T一,各阶地面间的坡度 基本一致,均为2.,2.3..低阶地T:,T,T只发生了非常小的旋转,其坡度基本一致,均为 1.1.左右,显然较高阶地面T的要小.这些阶地面与下伏基座地层的产状明显不一致,表明此 段阶地是以翼旋转机制变形的(陈杰等,2005中模型图3c).这些阶地面在穿过褶皱轴面厂和g 时依然保持平直,这说明轴面_厂和g自阶地面形成以来不再活动,即.厂和g仅在背斜褶皱作用的 早期活动,但阶地面形成后已不再吸收剪切作用. 尽管与褶皱轴面h北侧相比,轴面h与i之问的基座地层较陡峻(倾角为58.),但其间的阶 地面T,T,T:.,T:,T和T.的掀斜量很小,且平行产出(图6b,图7b),其坡度近一致 (1.1.,1.2.),与下伏基座地层的产状明显不一致,这可能表明此段阶地是以膝折带迁移机制 变形的(陈杰等,2005中模型图4e).阶地T与T间的垂直落差约为27m,阶地T.与T间的 垂直落差达50m左右.在阶地T与T上未观察到褶皱陡坎,可能已被侵蚀掉. 在背斜北翼,发育在轴面b和e之间的阶地面T,Ti,T,T,T和T均倾向北,与现代河 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用541 流梯度相反,与下伏基座岩层倾向一致但倾角明显不同,阶地愈老,向北的掀斜量愈大(图6b). 这一几何结构与滑脱褶皱翼旋转生长模型的预测是一致的(陈杰等,2005图3c),表明此段阶地 面是以翼旋转机制变形的.其中Tq与现代河床间的夹角最大,逆时针旋转了7.1.9.7.,轴面 n以北的T逆时针旋转了1.7.,阶地面T,T和T只发生了较小的旋转,这说明沿轴面.,b和 c的翼旋转变形大多发生在阶地T形成之前.阶地T.在此可能发育一褶皱陡坎,L为陡坎斜 坡的一部分,其余部分可能已被剥蚀贻尽.T阶地面上发育数排间距5,200m不等的反向陡 坎(如图6c所示),走向80.,坎高0.5,4m.这可能是由于下伏陡倾阿图什组(350.70.)地 层间的顺层滑动形成的弯滑断层陡坎.Ishiyama等(2004)曾在日本发现了类似的弯滑断层陡 坎. 阶地Ti在背斜核部附近穿过轴面e时发生了宽缓的褶皱变形(图6b).在轴面e之北T 阶地面相对于现代河流梯度向北倾6.2.,其下伏基岩产状为10..显然T,i的变形是通过沿轴面 c,d和e的翼旋转来完成的.坡度较小的阶地面T与TTi-j之间可能以一褶皱陡坎相连,但已被 侵蚀贻尽(T可能是其残余部分).阶地面T在轴面e北侧的北倾部分与T构成一褶皱陡坎, 这证实了有关T褶皱陡坎的推测.阶地面T在轴面c两侧坡度无明显变化,说明阶地面T的 旋转变形主要沿背斜核部轴面d和e发生,轴面c在T形成后已不再活动. 4讨论 4.1生长机制与运动学演化 对于滑脱褶皱,随着缩短量的加大,若以翼旋转机制生长,背斜宽度减小,翼部地层变陡(陈 若以膝折带迁移(翼加长)机制生长,背斜高度渐增,宽度不杰等,2005图3);相反地, 变或略增 (Pobleteta1.,1996;陈杰等,2005图4).在构造横剖面上,沿走向明尧勒背斜均具有相似的几 何结构:箱状背斜核部与缓倾的背斜外翼(图1c).背斜地形和构造高点以及地壳总缩短量沿 背斜走向由西而东减小,缩短量较大的构造横剖面,具有较长的陡倾膝折带和较大的褶皱波 幅?(Scharereta1.,2004).背斜构造外翼的生长地层具有扇状沉积结构.尽管如此,沿走向明 尧勒背斜宽度变化不大,但背斜高度和翼部倾角却与缩短量一样,由东向西同步渐增.这表 明明尧勒背斜可能是以翼旋转和膝折带迁移两种机制联合生长的.研究区由于生长地层出露 不好,使我们无法更好地限定背斜的生长机制(Pobleteta1.,1997;Salvinieta1.,2002). 我们将河流阶地与下伏背斜构造相结合来研究褶皱的运动学演化过程.在河流阶地变形 理想化的运动学模型中,褶皱翼由简单I拘f膝折带组成(陈杰等,2005中图3,4),显然不同于明 尧勒背斜的复杂褶皱作用.虽然如此,模型预测的阶地面褶皱的总体特征仍可被用来理解现 实中的褶皱演化过程.喀浪勾律克河流纵剖面具有3个基本特征(图6b):1)所有阶地面与下 伏基座岩层是不谐调的(即阶地面与下伏基座岩层面斜交,并不平行产出),但倾向通常一致; 2)褶皱轴面.与h之间的阶地面愈老,其坡度愈大;3)阶地面拔河高度在背斜核部最高,向两 翼递减.这些特征表明,背斜核部并非像膝折带迁移模型所预测的那样作为一个统一的块体被 另外,在背斜均匀抬升(陈杰等,2005中图4),而是通过褶皱翼的渐进旋转而被抬升.南翼,轴 面,和g自阶地面T形成以来已不再活动;阶地面TH自形成以来沿轴面h发生了顺时针翼 ?同531页. 542地震地质 旋转变形.背斜南翼所有低阶地T.,T,T.,T坡度基本一致,均为1.1.,12.左右,表明轴面h 已不再活动,这些低阶地可能是沿轴面i以膝折带迁移机制生长的. 背斜北翼近核部阶地的变形显然不同于南翼.这里普遍发育较短的,相对陡倾的阶地面. 阶地面T,和T阶地已相对于现代河床梯度分别逆时针旋转了6.2.和7.1.,9.7..如将这些 较短的阶地面外推,则其变形部分仅局限在比褶皱翼宽度更窄的范围内,不像横穿背斜南翼的 宽缓南倾阶地面那样涉及了整个背斜南翼,背斜北翼的这些变形阶地仅发育在近核部,表明变 形集中在北侧.背斜北翼阶地的这种短波长变形行为与背斜北翼近核部小的调节性逆断层的 活动以及向北的背斜构造指向是一致的.显然北翼阶地的翼旋转变形在不同时期是沿不同轴 面发生的. 综上所述,我们可以推断明尧勒背斜的运动学过程.褶皱几何结构沿走向的一致性?表明 该背斜的总体几何结构形成于早期,并在褶皱演化过程中持续生长扩展,但其生长并不完全遵 从自相似性特征.持续的缩短作用部分被褶皱翼部陡倾膝折带的加长(伴随着有限活动轴面的 陈杰等,2005中图4a,c)所吸收,由此导致背斜波幅的增加.喀浪勾律克河幕式外迁, 阶地的变 形特征表明,缩短作用的另一部分可能是通过不同时期褶皱翼部不同膝折带组的旋转和迁移来 实现的.平面状,旋转的阶地面表明最新的褶皱作用大部分被褶皱翼的块体旋转所吸收.褶皱 作用通过生长前地层迁移穿过最外侧轴面进入缓倾外翼而保持背斜宽度不变. 4.2缩短,抬升以及河流的古梯度与侵蚀下切 用线平衡和盈余面积(exce88area)平衡估算明尧勒背斜生长前地层的最小地壳缩短量,两 种方法获得的缩短量是一致的,约为1.5km(Schareaeta1.,2004).背斜自形成以来(约1.6 MaBP)在喀浪勾律克河的平均缩短速率约为0.94mm/a;前翼地层最大旋转量约为70.(图 1c),平均旋转速率约为44./Ma;核部生长前地层抬升量约为2.2km,抬升速率约为1.4mm/a; 核部生长前地层的剥蚀量约为1.5km,侵蚀速率约为0.94mm/a. 上述有关阶地变形的解释要求河流纵剖面保持恒定的梯度.河流流量和沉积量的短期变 化(数百年)可通过河床形状的局部变化例如增加曲度来调节(Schummeta1.,1987). 由气候 变化或岩性变化引致的河流流量和沉积量的长期变化(数千年),将导致汇水流域尺度的河流 纵剖面变化以及河谷谷底形态的变化(Lay6eta1.,2000;Poissoneta1.,2004).由于背斜构造 最外缘的坚硬西域砾岩在褶皱的早期已被侵蚀掉,河流流经的大多数地段是软弱的,易于被侵 蚀的阿图什组和乌恰群,因此可以排除岩性对河流纵剖面梯度的影响. 尽管我们目前无法独立地确定河流的古梯度,但以下证据却表明河流纵剖面梯度是相对恒 定的:1)假定河流古梯度以前较陡,正如背斜南翼的阶地T,一.(图6b),将此梯度(2.,2.3.)向 北投影,那么在距此10,20km的天山后陆区重建的古河床将高出现今剖面400,800m.实际 上,我们在该汇水流域北部的南天山山前并未发现如此高的阶地,仅观测到拔河高度数米至数 十米的河流阶地.如河流古梯度远比现今陡,这些发育在后陆区的低阶地(拔河高度5,25m) 要比明尧勒背斜区的河流阶地年轻得多.但两者的组成,沉积结构和风化侵蚀程度是非常类似 的,表明两者的形成时间差别不大;2)背斜北翼所有年轻阶地均发育在阶地T之内(南)侧, 这与滑脱褶皱翼旋转生长中发生侵蚀作用时的模型预测是一致的(陈杰等,2005 中图3e),表明 ?同531页?. 4期陈杰等:西南天山明尧勒背斜的第四纪滑脱褶皱作用543 在T9be形成后,其南侧的背斜区?